Геологическое строение дна Мирового океана по сейсмическим данным (стр. 2 из 9)

Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана.

В наиболее типичном виде переходные зоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементов рельефа: котловин окраинных глубоководных морей; горных систем, отгораживающих котловины от океана и увенчанных островами, островных дуг; узких желобообразных впадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг, – глубоководных желобов. Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает на их единство и генетическую взаимосвязь. В строении некоторых переходных зон имеются заметные отклонения от этой типичной схемы.

Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система. Поскольку материки – это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон – как склон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологических особенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана на следующие основные элементы:

подводную окраину материка, состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;

переходную зону, состоящую обычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги и глубоководного желоба;

ложе океана, представляющее собой комплекс океанических котловин и поднятий;

срединно-океанические хребты.[1]

Глава 2. Основные особенности строения земной коры под океанами

Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.

Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.

Рис. 5 I— океанская кора (ложе океана); II— субокеанская кора (впадины окраинных и внутренних морей); III— континентальная кора платформ; IV— континентальная кораорогенных поясов; V— субконтинентальная кора (островные дуги); 1— слой воды, 2— осадочный слой, 3— второй слой океанской коры, 4— третий слой океанской коры, 5— «гранитный» (гранитометаморфический) слой континентальной коры; 6— «базальтовый» (гранулито-базитовый) слой континентальной коры, 7— нормальная мантия, 8— разуплотненная мантия. [3]

2.1 Земная кора материкового типа

По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:

осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);

гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 – 17 км) и

базальтовый (скорости 6,5 – 7,2 км/с, мощность 17 – 20 км).

Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.

В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, – гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.

Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным – окислов различных металлов.

Рис. 6 Схема строения континентальной коры, слои: 1 – осадочный, 2 – гранитно-метаморфический, 3 – гранулито-базитовый, 4 – перидотиты верхней мантии.

II – океаническая кора, слои: 1 – осадочный, 2 – базальтовых подушечных лав, 3 – комплекса параллельных даек, 4 – габбро, 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница Мохоровичича [7]

Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 – 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море – порядка 1800 м.[1] [3]

2.2 Океанический и рифтогенальный типы земной коры

По материалам бурения и сейсмическим данным земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. В настоящее время выделяют 4 слоя которые резко различаются по скорости продольных волн. Верхний (1) слой – осадочная толща(рыхлые отложения), мощность 0,5 км , сейсмическая скорость которой 1,5-2 км/с. Ниже прослеживается второй (2) слой(вулканогенный базальтовый) V= 2,1-6 км/с- средняя 5 км/с. Бурением установлено что верх этого слоя (2А) во всех скважинах сложен подушечными лавами - толеитовыми базальтами, являющиеся фундаментом для осадков. При сейсмопрофилировании его называют слой B. Еще ниже в слое 2Б (V=4,6 км/с) залегают габброиды. Драгирование естественных отложений на дне показало, что верхняя часть слоя 2 сложена, как было выше сказано, шаровыми лавами и лавобрекчиями (2А), нижняя - базальтами с многочисленными дайками и силами долеритов. Далее залегает сейсмический слой 3 – «океанский» V=6,4-7,4 км/с мощностью 4,7 км. Он состоит в основном из ультраосновных пород. Слой 4 – мантия со скоростями распространения 8-8,2 км/с, в которой преобладают ультраосновные и метаморфические породы .

Рис.7 Разрез океанской коры с указанием предполагаемых геофизических слоев. Приблизительные мощности даны по сейсмическим данным. Состав магматических пород выявлен в основном по образцам, драгированным в зонах разломов, и путем сравнения с офиолитовыми сериями. Последовательность метаморфизма определяется взаимодействием между изверженными породами и морской водой.[3]

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 – 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 – 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.

В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7,2 – 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.[1] [3]